studio torresi - Adrianopoli, teatro romano
studio torresi - progetto
studio torresi - Grottammare alto
studio torresi - recupero ex ospedale Grottammare
studio torresi - Gjirokastra, castello

Lingua

Segui studio torresi

Feed Linked In Twitter YouTube

Houzz

Curriculum Vitae

bandiera ita Bandiera en

News ed eventi

 

Hyrje
Evolucioni urbanistik i një territori është funksionalisht i lidhur me strukturën gjeologjike lokale, gjeomorfologjike, hidrogjeologjike dhe sizmike; faktorë të tillë kanë influencuar, dhe akoma kushtëzojnë, vendosjen e vendbanimeve në kontekstin territorial.
Këto konsiderata të përgjithshme rezultojnë akoma më të vlefshme dhe aktuale në një kontekst, si ai i qytetit të Gjirokastrës, në të cilin janë të qarta dinamikat e theksuara morfo –evolutive. Metoda e studimit ka sjellë në detajimin në nivel lokal, me rilevime gjeologjike-strukturore, të indikacioneve paraprake bibliografike në lidhje me evolucionin gjeologjiko-strukturor të mjedisit Shqiptar.
Për ruajtjen e karaktereve kulturore dhe arkitektonike dhe për mbrojtjen e popullsisë banuese të Qëndrës Historike ka qënë i nevojshëm studimi i detajuar i rrezikshmërisë sizmike.
Rezultatet e karakterizimit të përpiktë gjeoteknik-sizmik, të kryer nëpërmjet provave në terren dhe hulumtimeve gjeofizike me metoda jo invazive, bashkò me karakteristikat lokale morfo-litostratigrafike kanë bërë të mundur përcaktimin e niveleve të rreziksmërisë sizmike të Qëndrës Historike të Gjirokastrës.

Inkuadrimi gjeologjik rajonal

Territori i Qarkut të Gjirokastrës lokalizohet në jug të tërthores Shkodër-Pejë (Scutari-Pec) që ndan Dinaridet s.s. nga Helenidet; rajoni ndodhet brenda helenideve, ose sipas autorëve Shqiptarë, brenda Albanideve. (Figg. 1, 2 e 3).
Albanidet bëjnë pjesë në thrust belt Dinaride - Albanide - Helenide, që është formuar gjatë orogjenezës Alpine (Fig. 2), dhe që rrjedh nga evolucioni tektonik-fundërresor i mikropllakës Adriatike që òshtò zhvilluar nga Triasiku deri më sot.
Historia gjeodinamike e Albanideve është e kontrolluar nga evolucioni i Paleotidit. Sipas Sengor (2003), Paleotidi është hapur pas Orogjenezës Ercinike (fundi i orogjenezës paleozoike) dhe më vonë rrëshqet drejt jugut poshtë sektorit jugor të gjirit të gjërë tò Pangaeas nga Triasiku i mesën në Jurasikun e poshtëm.
Rrëshqitja jugore e krostës paleotide gjatë Triasikut është e shoqëruar nga hapja e Oqeanit të Neotidit; fillon kështu në Triasik një fazë rifting.
Në këtë fazë depozitohen argjila, evaporite dhe dolomite me ndërthurje të pasura me sedimentim organik.
Gjatë Jurasikut të poshtëm (Lias) faza shtrirëse ka vazhduar me një sedimentim pelagjik në Basenin qëndror të Jonit (depozita të black-shale në Posidon) dhe sedimentimi i platformës (dolomitet) në Basenet e Sazanit dhe Krujës.
Kjo fazë rifting arrin maksimumin e saj gjatë Jurasikut të mesëm me formimin e ofioliteve në Oqeanin Mirdita.
Gjatë Jurasikut të mesëm - të sipërm, pllaka Adriatike ndahet nga platforma Evropiane lindore (formimi i Oqeanit Mirdita) dhe sedimentimi pelagjik instaurohet në 3 mjediset e Basenit Jonian (Çika, Kurveleshi e Berati.
Depozitohen kështu dy intervale me sedimentim silicor dhe argjiloz të pasura me material organik. Në zonat ngjitur (Kruja dhe Sazani) vazhdon sedimentimi i platformës karbonatike.
Faza e parë ngjeshëse që përfshin skajin lindor të Pllakës Adriatike fillon gjatë Jurasikut të sipërm dhe vazhdon deri në kretakun e poshtëm duke realizuar rrëshqitjen e ofioliteve të Mirditës dhe depozitimin e të ashtuquajturit “old flysh” në Basenin ngjitur të Krasta-Cukalit.
Balli i thyerjeve lëviz në kohë e në hapësirë drejt perëndimit. Në Basenin e Krujës dhe atë Jonian flishi është më i ri dhe i përket epokës së Oligocenit.
Gjatë Kretakut të poshtëm sedimentimi pelagjik vazhdon në Basenin Jonian.
Depozitohen gëlqerorë argjiloz dhe strall që kalojnë në pjeson e sipërme në argjila diatomike të pasura me lëndë organike.
Nga fundi i Eocenit Pllaka Afrikane ndryshon drejtimin e lëvizjes; nga një kinematikë drejt veri-lindjes, duke krijuar një seri strukturash të bashkangjitura të tipit strike-slip të orientuara në përgjithësi në VVP-JJL; ky moment koinçidon me mbylljen e Oqeanit Mirdita dhe përplasjen e Adrias dhe Evropës.
Në Basenin e Krasta-Cukalit depozitohet flishi me facies sinorogjenike ndërsa në mjediset e Krujës dhe Sazanit instaurohet një platformë karbonatike me hippuritoide dhe Baseni Jonian mbushet me kalkarenite (mudstone-packstone-grainstone) dhe lente stralli.
Këto gëlqerore detritike të thyera përbëjnë rezervuarin e fushave naftëmbajtëse karbonatike ekzistuese në Shqipëri.
Mesozoi, në përgjithësi, është i dominuar nga një sedimentim karbonatik në skaje kontinentale të platformës (Pulia dhe Kruja) dhe të basenit (Jonian dhe Krasta-Cukali).
Oligoceni shënon fundin e sedimentimit karbonatik në të gjitha Albanidet.
Ngritja e zonës Krasta-Cukali drejt lindes, si rezultat i shtypjes, çon në depozitimin e flishit të oligocenit në Basenet e Krujës dhe Joniane. Një sekuencë e shpeshtë facies klastike depozitohet në veri në linjën Vlorë–Elbasan si rezultat i rrëshqitjes së lartë që karakterizon basenin e Durrësit (foreland).
Gjatë Miocenit, molasat (deltore drejt lindes dhe turbidite drejt perëndimit) depozitohen në zonat më ekstreme; faza e parë shtypëse që intereson zonat joniane dhe atë të Krujës i përket Miocenit të mesëm dhe çon në strukturimin e këtyre zonave.
Impulsi i parë i migrimit të oolit është në lidhje me këtë fazë.
Gjatë Pliocenit, sedimentimi klastik vazhdon në Basenin e foreland. Në fund të Pliocenit një trasgresion (i shkaktuar nga lëvizja e Pllakës Adriatike drejt VVP) intereson të gjithë zonën dhe struktura kalimtare formohen në Basenin e Durrësit.
Faza post-pliocenike karakterizon strukturat kryesore në lindje tò Basenit të Durrësit.
Në sintezë, në Domainin Jonian diferencimi i facies fillon gjatë Jurasikut të poshtëm. Facies e Delvinës (dolomitet e ndërthurura me argjila bitumoze ose stralle të rara) depozitohet në pjesën qëndrore dhe mbulohet më vonë nga argjila bituminoze në Posidonia të Ladinianit, ndërsa në skajet, dolomite masive dhe gëlqerore algale mbizotërojnë, të ndjekur drejt pjesës së sipërme nga gëlqerorë në të Kuq Amonitik të Ladinianit.
Nga Jurasiku i mesëm e më tej, kushtet e sedimentimit të basenit dominojnë brenda Domainit Jonian me depozitimin e mudstone dhe strallit.
Në Basenin e Krujës dhe Sazanit sedimentimi i platformës ngelet stabël nga Triasiku i sipërm në Eocen.
Baseni i Durrësit zhvillohet nga Oligoceni deri më sot; ai karakterizohet si një basen foreland i gjendur në ballin e thrust-belt në përparim.
Depoqëndra e tij ndodhet gjatë linjës Ardenicë-Divjakë.
Të dhënat demostrojnë një gjeometri të përgjithshme mbushëse të basenit me facies progreduese nga lindja drejt perëndimit.

Evolucioni tektonik

Albanidet përbëjnë pjesën qëndrore të harkut Helenide-Dinaride të zinxhirit Alpin; mbi bazën e evolucionit tektonik dhe stratigrafik ata ndahen nò albanide të brendshme dhe të jashtme (Prenjasi E.,1995).
Albanidet veriore dhe jugore ndahen nga thyerja tërthore Shkodër-Pejë, ndërsa Albanidet e brendshme përbëhen nga zonat e Mirditës dhe Korabit në jug dhe nga Gashi në veri (Fig. 4).
Albanidet e jashtëm përfshijnë mjediset e mëposhtëm tektonike-sedimentare; Krasta-Cukali, Kruja, Joni, Sazani, Durrësi (Fig. 4). Rajoni i Gjirokastrës bie në zonën Joniane (Ionian).
Një zonë e tillë përfshin disa sektorë të karakterizuar nga sinklinale dhe antiklinale që nga lindja drejt përëndimit janë: sinklinalja e Përmetit, antiklinalja e Beratit, sinklinalja e Memaliajt, antklinalja e Kurveleshit, sinklinalja e Shushicòs dhe antiklinalja e Çikës (Fig. 5); ato kanë një trend të përgjithshëm VP-JL.
Këto struktura kanë një asimetri drejt perëndimit dhe janë të komplikuara nga mbihipje në shpate perëndimorë (Fig. 5).
Masa e trasportit tektonik drejt perëndimit të mbihipjeve qoftë të zonës të Krujës qoftë të zonës Joniane stimohet rreth 15 dhe 50 km. (Xhufi & Canaj, 1999).
Janë të pranishme edhe thyerje trasversale ndaj sistemit kryesor.
Thyerjet e tipit back-thrust gjenden në shpate lindore të strukturave antiklinale, ndërsa në shpatet perëndimore ndonjëherë strukturat janë të gërryera deri në depozitat Triasike-Jurasike.

Struktura litologjike lokale

Metodologjia e rilevimit u bazua në kryerjen e numrit më të madh të mundshëm të dallimeve gjeolitologjike mbi sedimentimet detare që përbëjnë substraktin (terreni paròsor), duke studiuar edhe organizimin strukturor lokal, dhe hartografimin në detaj të shtresave të mbulimit, duke dalluar përbërjen litoligjike mbizotëruese.
Sedimentimet detare turbidite (terrenet parësorë) janë hartografuar duke adoptuar metodën depozituese në lidhje me turbiditet të Mutti dhe Ricci Lucchi (Sedimentologjia - parte III - , F. Ricci Lucchi, 1980) me qëllim dallimin e njësive të ndryshme litostratigrafike; në veçanti është mbajtur në konsideratë raportin shkëmb ranor/pelitik dhe trashësia e shtresave.
Rilevimi direkt i njësive detare dhe identifikimi i elementeve strukturorë (thyerje, joints, etc.) u pengua nga urbanizimi dhe nga aktivitetet njerëzore në përgjithësi; prandaj, sidomos në zonat më në jug, përcaktimi i njësive litostratigrafike dhe i elementeve tektonike është deduktuar nga elemente morfologjike.
Oservacionet gjeomorfologjike kanë ndihmuar rilevimin gjeologjik, në mënyrë të veçantë në identifikimin e formave me origjinë nga influenca e/o kontrolli i litologjisë mbi gjeomorfologjinë.
Qëndra historike e Gjirokastrës ndodhet, nga pikëpamja gjeologjike, gjatë shpatit lindor të antiklinales të Malit të Gjërë që bashkohet me shpatin perëndimor të snklinaler të Drinos.
Depozitat e identifikuara (qoftë ato Kretanike –Të Paleocenit qoftë ato Të Eocenit-Oligocenit) përbëjnë një monoklinale me ecuri të përgjithshme VVP-JJL, e zhytur në L-NL (rrallë drejt JL) me një pjerrësi të lehtë (~20°): pjesa terrigjene e substraktit është në kontakt të papajtueshëm me depozitat e nëntëshme karbonatike.
Gjatë rilevimeve, pranë urës tek Përroi i Merajve dhe gjatë rrugës midis lagjeve Palorto dhe Granice, janë rilevuar plane prerje me kënd të vogël pjerrësie, që janë me shumë mundësi në lidhje me fazat tektonike shtypëse pre-thrusting me ecuri rreth VP-JL; pjerrësia origjinale e strukturave është modifikuar pas ngritjes së antiklinales të Malit të Gjërë.
Rilevohen ndërprejrje të mëtejshme me origjinë tektonike të tipit plan prerje me një kënd të lartë pjerrësie, dhe ndonjëherë sub vertikale, me një ecuri të ndryshueshme VL-JP, L-P dhe V-J.
Këto ndërprerje, që tregojnë një lëvizje relative të tipit kalues dhe ndonjëherë shtrirës, përcaktojnë sidoqoftë një flakje të kufizuar dhe kanë një hapje deçimetrike.
Janë më tej të pranishme struktura shpërbërjeje nga presioni me hapje pothajse metrike.
Mbi bazën qoftò të rilevimit morfologjik të kryer por edhe të kontrollit aereoftogrametrik, është e mundur të hipotizohet që kjo thyerje tektonike mund të ketë një vazhdimësi hapësimore drejt jugut, ashtu si duket në Hartën Gjeologjike të bashkangjitur; në fakt edhe gjatë shpatit në jug të kështjellës, rilevimi gjeologjik ka evidentuar daljen në sipërfaqe të një zone të tektonizuar.
Kuadri tektonik lokal, i përcaktuar mbi bazën e hulumtimeve të detajuara të kryera, është i pajtueshëm me evolucionin tektonik rajonal të përcaktuar më parë.

Karakterizimi gjeoteknik - sizmik

Karakterizimi gjeoteknik dhe sizmik i terreneve përbën një aktivitet të një rëndësie themelore për vlersëimin e përgjigjes sizmike lokale( në veçanti për identifikimin e dhe stimën e efekteve nò terren), për vlerësimin e efekteve të induktuara nga tronditja (psh. nxitje e mundshme e fenomeneve të rrëshqitjeve të dheut dhe të shkrirjes) dhe për vlerësimin e përgjigjes sizmike të strukturave (ndërveprimet terren-strukturë).
Karakterizimi i kryer në studimin e pranishëm ka bërë të mundur në rradhë të parë vlerësimin e ndryshimeve të tronditjes të tokës të shkaktuara nga struktura lokale gjeologjike-strukturore; janë konsideruar më tej zonat e afërta të zonës shumë të tektonizuar dhe të thyer të rilevuar në Palorto gjatë përroit të Merajve dhe efektet e terrenit si pasojë e amplifikimit morfo-stratigrafik.
Në rradhë të dytë janë vlerësuar efektet e stabilitetit të induktuara nga tërmeti, të lidhura me kushtet lokale gjeologjike-gjeomorfologjike dhe gjeoteknike, në veçanti me hapjet e mundshme të frakturave sipërfaqësore, nxitës të lëvizjeve gravitative gjatë brinjëve dhe shpateve dhe të fenomeneve të shkrirjes (lëngëzimit) të terrenit.
Karakterizimi gjeologjik-teknik dhe sizmik ka bërë të mundur përcaktimin e morfologjisë sipërfaqësore ( dhe në zonat koluvi-aluvionale dhe të asaj të thellë), gjeometrinë e kontakteve midis formacioneve, vetitë kryesore fizike dhe parametrat kryesorë të sjelljes mekanike dhe sizmike.
Vlerësimi dhe interpretimi i përpiktë i hulumtimeve të kryera ka bërë kështu të mundur përcaktimin e modelit gjeologjik dhe gjeoteknik lokal.
Në rastin specifik, fushata e hulumtimeve gjeofizike, që është shtrirë përreth Qëndrës së Rëndësishme Historike të Bashkisë së Gjirokastrës, ka parashikuar kryerjen e di n° 06 shtresave sizmike për një gjatësi totale prej 750 ml., ka përdorur teknikën e përthyerjes dhe ka bërë të mundur qoftë regjistrimin e valëve P dhe S qoftë reduktimin e zhurmave në sfond; gjatë hulumtimit janë nxjerrë koefiçentët Vs30 (shpejtësia mesatare e përhapjes të Valòve të Prerjes brenda 30 metra thellësie) të terreneve.
Prametrat kryesorë gjeomekanikë të terreneve u përcaktuan me ndihmën e provave gjeoteknike në vend tò kryera në mënyrë specifike; në detaj janë kryer n° 7 prova penetrometrike dinamike të mesme të vazhdueshme, duke përdorur një penetrometër dinamik të mesëm (klasifikimi ISSMFE i penetrometrave dinamikë 1998) i modelit Pagani DPM30, n° 3 prova penetrometrike statike, me penetrometër statik të tipit Sunda prej 10t dhe në lidhje me daljet në sipërfaqe të shkëmbinjve, n°20 prova sklerometrike, të kryera duke përdorur një sklerometër shkëmbi të Tipit L.

Niveli i rrezikshmërisë sizmike

Rilevimi gjeologjik dhe karakterizimi gjeoteknik i kryer kanë bërë të mundur bashkimin e formacioneve të pranishme në hartën gjeologjike në njësi litostratigrafike homogjene nën profilin e karakteristikave fiziko-mekanike (harta litoteknike); janë evidentuar dy grupet kryesore të njësive, njëra e lidhur me njësitë e substraktit dhe tjetra e lidhur me njësitë e mbulesave, secili prej të cilave i ndarë me tej në lidhje me karakteristika specifike.
Më vonë, në funksion të karakteristikave gjeofizike dhe gjeoteknike të terreneve (Vs30 dhe parametrat gjeomekanikë), janë përcaktuar kategoritë e terrenit të themeleve sipas normativave italiane në fuqi. Rilevimi gjeologjik-gjeomorfologjik i kryer në të njëjtën kohë, ka bërë të mundur identifikimin e elemetëve morfo-litostratigrafikë që mund të prodhojnë amplifikim sizmik; janë kështu evidentuar zonat e krostës shkëmbore, kreshtat dhe majat, zonat e skajshme tò greminave, zonat jo shpatore, zonat e talvegut, faqet e malit me thyerje detritesh, zonat fortësisht të thyera, zonat ma prani të gjërë të zgavrave nëntokësore.
Në fund janë identifikuar ata elementë litoligjikë që mund të sjellin rrezikshmëri sizmike në rast tërmeti si psh zonat e karakterizuara nga rrëshqitje dheu, nga depozita sipërfaqësore me karakteristika mekanike veçanërisht të dobëta.
Harta e sintezës e deduktueshme nga informacione bazë të prodhuara nga të gjitha të dhënat e mbledhura është harta e rrezikshmërive sizmike lokale.
Nivelet e rrezikshmërisë lokale të Qëndrës Historike të Gjirokastrës, janë përcaktuar nëpërmjet mbledhjes së pikëve të dhëna faktorëve të identifikuar në hulumtime ( qoftë morfologjike qoftë gjeoteknike-gjeofizike) dhe të konsideruara të rendësishme në studiai e sjelljes të zonave në kushtet sizmike.
Sasia e pikëve e arritur nga shuma e parametrave të konsideruar është graduar me qëllim ndarjen e rrezikshmërisë lokale në katër nivele, që përfaqësojnë në një studim të parë, masën e rrezikshmërisë sizmike, në terma të amplifikimit të sinjalit të pritur, dmth të aftësisë për të shkatuar dëme.
Harta e niveleve të rrezikshmërisë e realizuar përfaqëson zonimin e zonave që për të njëjtin tërmet, pavarësisht nga magnituda e tij, manifestojnë një tendencë më të vogël ose më të madhe të amplifikimit të efekteve në sipërfaqe (në terma të nxitimit horizontal) dhe si pasojë karakterizohen nga një rrezikshmëri më e madhe ose me e vogël sizmike.
Në hartën e përgatitur janë përcaktuar 4 nivele rrezikshmërie sizmike në rritje; niveli maksimal i rezikshmërisë është identifikuar atje ku evidentohen efektet më të mëdha të induktuara nga struktura morfo-litostratigrafike dhe nga struktura tektonike lokale.
Një skenar i tillë i korrispondon në rradhë të parë zonës së Kështjellës. Edhe zona e Pazarit është e karakterizuar nga niveli maksimal i rrezikshmërisë jo vetëm për lokalizimin morfologjik (maja e një krinali) por edhe për praninë e përhapur në nëntokë të zgavrave dhe tuneleve për të cilët nuk ka qënë e mundur të gjendej shtrirja e përpiktë dhe lokalizimi; në studim janë mbledhur edhe të dhëna në vend që flasin për një prani të përhapur shpellash dhe zgavrash deri në hipotezën që ndërtimet aktuale ndodhen mbi një nivel topografik dhe ndërtues të ndryshëm nga ai origjinal.
Preçizohet se teza e shtrirjes të një zone të tillë është është nxjerrë mbi bazën e rilevimeve sipërfaqësore të përpikta dhe konsideratave morfologjike ashtu si edhe të dëshmive të mbledhura në vend; shtrirja ekzakte duhet verifikuar gjatë hulumtimeve për secilën ndërtesë.
Niveli i rrezikshmërisë zvogëlohet në lidhje me strukturën lokale morfo-litostratigrafike dhe tektonike; në fakt niveli minimal gjendet në zonat me substrakt shkëmbor në dalje në sipërfaqe dhe në mungesë të elementëve amplifikues. (Fig. 6).

Bibliografia

Sengor A.M.C. (2003) - Tectonic evolution of the Tethysides. AAPG Bulletin. 87; 7, Pages 1254.

Falenderohen për bashkëpunimin:
Prof. Agin Gucaj – Shërbimi gjeologjik kombëtar Tiranë;
Dott Geol. Costantino Lucarelli – konsulent;
Dott. Geol. Pietro Paolo Pierantoni - Studiues pranë Dep. Shkencave të Tokës – Universiteti i Kamerinos

Claudio Carducci

 

studio torresi

Via A. Murri 35 - 63900 Fermo, Italy
Tel.: +39 0734622950 - Fax: +390734 623948
Email: Questo indirizzo email è protetto dagli spambots. E' necessario abilitare JavaScript per vederlo.
P.Iva 01592570442

partners

Powered by JoomlaGadgets

 
 
 
 

Joomla Templates by Joomla51.com